根據氣象雷達回波強度推算降水強度和降水量。它具有能夠大面積遙測的優點（見天氣雷達）。測量方法主要有兩種：①利用雷達反射因數Z（見氣象雷達方程）和降水強度I的關係測雨強；②利用雨使雷達波衰減的效應（見雲和降水中的微波衰減）和降水強度I的關係測雨強。
第一種方法，根據氣象雷達方程，平均回波功率<Pr和Z成正比，Z和降水粒子譜有關，而降水粒子譜又和I有關，因此Z和I有關。理論分析和觀測統計等方法都得出Z＝AIb的關系，其中A、b的數值同降水粒子譜的分佈和降水粒子的落速有關，所以Z-I關系因降水的類型、發展階段和所在地理位置的不同而不同。對雨來說，大多數情況下A為30～600，b為1～2，通常取Z＝200I1.6；對雪來說，一般取Z＝2000I2。由雷達測量出Z分佈之後，便可通過Z-I關系計算出I的分佈。
由於雷達參數的標定誤差、回波強度的測量誤差、Z-I關系的不確定性、Z和I取樣的空間、時間的不一致性、地物回波的幹擾以及雷達波的衰減等影響，早期雷達測量降水區內各點的雨強精度並不高。研究表明，當所有因子采用極端情況，其最小可能誤差還有20％。而當選擇不明顯衰減的雷達波（如波長為10厘米），並按不同降水類型采用適當的Z-I關系，再用標準雨量計加以校準，則測量的精度可顯著提高。對回波強度進行時空平均測量某區域某時段內大面積的降水量，效果比較好，單點測量的效果較差。有人曾進行瞭對比：用10厘米雷達測量降水，經雨量器校正後，單點每小時降雨量的平均相對誤差為37％，而在相同情況下，400平方公裡面積的降雨量，誤差則為13％。
第二種方法，出現於60年代初期。它利用雷達波的衰減系數α和降水強度I的關系α＝kId測量降水，其中k和d是溫度和波長的函數。具體方法有兩種:①用衰減波長的雷達，觀測降水區遠端的一個或多個已知散射截面標準目標的回波強度計算這些回波強度同無降水時所測得的回波強度的差，即可求出I。②用雙波長雷達（發射衰減程度不同的兩種電磁波的雷達）沿同一路徑觀測降水區，比較這兩種波長的回波功率，即可求出I。
利用雷達波衰減效應測量降水的精度比較高，例如用0.86厘米雷達，按標準目標法所得I的平均誤差小於10％。但此法得到的是某一路徑上的平均雨強，被測路徑的范圍受最大可測雨強所限制。
利用反射因子測量降水，雖然精度較低，但適用范圍比較廣，又比較簡便，因此被廣泛采用。
隨著雷達數據處理和傳輸技術的發展，雷達測量降水正走向實用階段，人們已能實時地獲得區域降水量資料。特別是把雷達定量測量降水的資料同氣象衛星探測資料和常規氣象觀測資料相結合，可以進行暴雨監視和短時間的降水預報，這樣，氣象雷達就成為洪水預報和流量預報的工具（見水文氣象學）。但是，雷達測量降雪的誤差很大，還有待進一步研究。